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1、物 源 分 析 方 法,主 要 内 容,一、物源分析的意义二、物源分析的主要方法三、存在问题,一、意 义,物源分析在确定沉积物物源位置和性质及沉积物搬运路径，甚至整个盆地的沉积构造演化等方面意义重大。近年来已发展成为多方法、多技术的一门综合研究领域，电子探针、质谱分析、阴极发光等先进技术在物源分析中应用日益广泛；同时，各种沉积、构造、地震、测井等地质方法与化学、物理、数学等学科的应用及相互结合，使物源判定更具说服力。它在评估古地理、限定造山带的侧向位移量，确定地壳的特征，验证断块或造山带演化模型，绘制沉积体系图，进行井下地层对比以及在评价储层的品质等方面，都可起到重要作用。,解决的问题：沉积物
2、源区的位置 沉积物源区的性质 搬运路径以及影响沉积岩成分的各种因素（地形起伏、气候和构造背景）,二、主要方法,重矿物分析法 碎屑岩类分析法 矿物裂变径迹法 沉积法 地球化学法,由于电子探针技术的应用及其分析水平、精度的不断提高，重矿物分析法应用广泛。重矿物因其耐磨蚀、稳定性强，能够较多的保留其母岩的特征，在物源分析中占有重要地位。物源分析中重矿物是物源区的重要标志。地质学家很早就根据重矿物的物性特征(如颜色、形态、粒度、硬度、稳定性等)及其组合关系来判别物源。随着电子分析技术的应用，单颗粒重矿物的地球化学分异特征得到充分利用，不少学者利用不同的重矿物(如锆石、电气石、石榴石、辉石、角闪石、尖晶
3、石等)分析提出了判断物源的指标和端元图。,（一）重矿物法,1.分 析 步 骤,利用重矿物分析(HMA)来确定物源方法可分为三步:(1)利用传统的重矿物分析方法鉴别出岩石类型,限定源区位置;(2)选择一种或几种单颗粒矿物与源区矿物进行地球化学对比,进一步获得源区岩石的信息;(3)利用同位素测年进一步厘定源区的时代。三种方法的综合利用为正确评价源区提供准确信息。包括单矿物分析法和重矿物组合分析法。,重矿物法,2.单矿物分析法,用于重矿物分析的单矿物颗粒主要有：辉石、角闪石、绿帘石、十字石、石榴石、尖晶石、硬绿泥石、电气石、锆石、磷灰石、金红石、钛铁矿、橄榄石等。a.用电子探针可分析上述矿物的含量、
4、化学组分及其类型、光学性质等，针对每个重矿物的特性及其特定元素含量，用其典型的化学组分判定图或指数来判定其物源。,重矿物法,单颗粒重矿物含量的平面变化可用来判定物源方向，如磁铁矿等。石榴石在物源分析中有极广泛的应用。,b.单颗粒重矿物含量比值的源区意义,Morton等认为水动力条件和埋藏成岩作用是影响物源信息的两个主要因素。因此，在相似水动力条件和成岩作用下，稳定重矿物的质量比值能更好地反映物源特征，将这些比值称为重矿物特征指数。ATi(磷灰石-电气石指数):指示层序是否受到酸性地下水循环的影响.RZi(含TiO2矿物-锆石指数),MZi(独居石-锆石指数):可显示深埋砂岩物源区的情况.GZi
5、(石榴石-锆石指数):用来判断层序中石榴石是否稳定).CZi(铬尖晶石-锆石指数)等重矿物特征指数，用来指示物源特点.,重矿物法,2.1 实例,A.C.Morton用辉石矿物对南Uplands 地区奥陶系Portpatrik组进行物源判断，依据Letterier(1982)提出的Ca-Ti-Cr-Na-Al组分图解，用Ti-（Ca+Na）来判定其物源是拉斑玄武岩或碱性玄武岩，用（Ti+Cr）-Ca图解区分辉石源区为造山带还是非造山带环境。钙碱性拉斑玄武岩系列。指出该区辉石源自钙碱性火山岩.,重矿物法,2.1 实例-辉石,重矿物法,重矿物法,2.1 实例-石榴石,实 例 分 析,重矿物法,李任伟
6、，李忠，等.中国科学，2000，30（增刊）.,在物源分析的重矿物中，石榴石比辉石和角闪石稳定。不易在分化、搬运和沉积过程中发生变化。故用电子探针对其成份进行分析可获取有关源区的信息。,合肥盆地碎屑石榴石组成及其对源区恢复和地层对比的意义。对合肥盆地侏罗系沉积砂岩中189粒石榴石化学分析结果，它们包括：三间铺组39粒，凤凰台组84粒，周公山组35粒，六安取样处28粒。,分析结果为：除六安地区外，合肥盆地碎屑石榴石组成中锰铝榴石（Sp）成分的含量高。在防虎山组、周公山组、三尖铺组和凤凰台组中，它们含量高超过40%；在后三者中可达70%以上，最高为86%-88%。,锰铝榴石可产于花岗岩的伟晶岩，以
7、及流纹岩的气孔中，也产于变质岩中。富锰铝榴石的石榴石可能在非常低的压力下形成，若石榴石含有相当数量的锰铝榴石成分，其变质程度较之富铁榴石成分的石榴石低的多。在大别山高压和超高压变质的石榴石中锰铝榴石成分的含量都很低。大别山变质程度最低的岩石属石佛岭群（绿片岩相）。因此，采集了石佛岭群的18颗石榴石样品进行了分析。,该群绿片岩中石榴石组成的变化范围较窄，除1粒样品外，镁铝榴石(Py)含量范围从6.43%7.74%；铁铝榴石(Al)为46.26%50.68%，钙铝榴石(Gr)12.18%18.20%，锰铝榴石(Sp)27.09%30.42%。虽然在佛子岭群岩石的石榴石中锰铝榴石成分含量较高，但仍低
8、于合肥盆地侏罗系许多沉积岩的样品。显然，现今大别地块的变质岩不大可能为合肥盆地侏罗系富锰铝榴石成分石榴石的沉积物提供物源，原有的物源可能已遭受剥蚀。,合肥盆地侏罗系砂岩碎屑石榴石的组成特征A,B,C,D,E,F,G,H,I均表示样品层位，ZG28取自六安县城附近露头;FZL为佛坪群的样品.括号内数字代表层位被分析的石榴石样品数,重矿物法,大量的研究表明，大别山高压超高压岩石形成于三叠纪时期扬子和华北两大陆的碰撞事件，它们可能成为合肥盆地侏罗系相对富镁铝榴石成分碎屑石榴石的来源。但是，古生代时期也可能发生过高压-超高压的变质作用。通过相关砾石和重矿物地质年龄的测定可以进一步研究合肥盆地侏罗系沉积
9、岩的物源及其与整个大别造山带演化过程的联系。,重矿物法,3 重矿物组合法,矿物之间具有严格的共生关系，所以重矿物组合是物源变化的极为敏感的指示剂。在同一沉积盆地中，同时期的沉积物的碎屑组分一致，而不同时期的沉积物所含的碎屑物质不同，据此，利用水平方向上重矿物种类和含量变化图，可推测物质来源的方向。重矿物组合分析法对物源区用处颇大，尤其是在矿物种类较复杂、受控因素较多的地区特别有用。具体组合形式、分析方法根据不同地区特点不同而有差异。目前，主要引用一些数学分析方法，如聚类分析（R型或Q型）、因子分析、趋势面分析等方法来研究矿物组合特征、相似性等指数，从而提取反映物源的信息。,重矿物法,表1 不同
10、母岩的重矿物组合,有些重矿物可以来自不同母岩，如电气石在酸性岩浆岩、伟晶岩及变质岩中均有。因此在推断母岩类型时，主要是应用重矿物并结合轻矿物组合来判断母岩，而不是只用单个矿物。,3.1 实 例,高柳构造带为黄骅坳陷北部南堡凹陷的一个构造带，位于高柳断层与柏各庄断层之间。主要发育s和Ed地层，其中s33(+)沉积特点以典型扇三角洲的进积式充填为主。三角洲广泛发育。采用了重矿物法来研究其物源。,重矿物法,重矿物组合法,（1）重矿物特征 高柳地区s33(+)段常见的陆源重矿物有磁铁矿、石榴石、锆石、赤铁矿、金红石和黑云母等；自生重矿物有黄铁矿和重晶石等。,重矿物法,重矿物统计分析,高柳地区Es33(
11、+)段主要重矿物统计分布图,对主要重矿物统计分析发现:锆石和石榴石基本服从正态分布,且为单峰,表明其分布比较均匀,为单一成因总体,可能来自同一类母岩;绿帘石和磁铁矿明显偏离正态分布,且有双峰现象,同时也不服从对数正态分布,表明二者可能由多成因总体构成,推测其受多物源或者受多种母岩的影响;不同地区同一种重矿物的频数有高有低,这与物源区母岩类型、剥露面积、沉积物搬运距离及矿物的稳定性等多种因素有关。,重矿物法,（2）母岩类型 不同物质来源的重矿物组合，有着不同的数据结构，每一个样品所包含的不同重矿物信息是有差异的，利用多元统计分析可以对重矿物样品进行分类，并据此判断母岩类型、主要和次要物源以及物源
12、位置。,重矿物聚类分析-谱系群,高柳地区Es33(+)段重矿物聚类分析谱系群及其分布图,型聚类分析：重矿物可分为两大聚类群，这说明柳赞陡坡型扇三角洲、拾场缓坡型扇三角洲和高西南扇三角洲外围可能各自存在两个物源或两类母岩的共同影响。其次，重矿物两大聚类群分布区间不同，但二者都具有一定程度的重叠，谱系群和谱系群范围较大，分别包含了谱系群和谱系群的部分地区。这表明和谱系群所代表的物源影响范围更大，而和谱系群所代表的物源影响范围较小。,因子分析,因子分析可以实现用少数几个综合变量(主因子)来代表众多的具有一定相关联系的单因素变量，在此不仅可以利用主因子(重矿物组合)判别物源区的母岩性质，而且可以根据各
13、主因子方差贡献大小确定主要母岩和次要母岩。高尚堡地区和柳赞地区s33(+)段都存在两个重矿物组合，这表明两地区都存在中深变质岩类和中浅变质岩类两类母岩，但主次正好相反，重矿物组合相对稳定的中深变质岩类母岩主要影响高尚堡地区的拾场缓坡型扇三角洲和高西南扇三角洲，重矿物组合相对不稳定的中浅变质岩类母岩则主要影响柳赞地区的柳赞陡坡型扇三角洲。,由沉积体系展布可见,重矿物谱系群的空间分布区恰好与3个主要的扇三角洲前缘分布区重叠，这种现象表明重矿物的分布完全受沉积体系控制，是沉积水动力学与重力分异作用共同作用的结果。,（二）碎屑岩类法,1.砂岩 砂岩的研究在沉积学领域一直占有重要的位置。本世纪60年代板
14、块构造理论的兴起，为地质各学科注入了新的生机。进入70年代，砂岩与板块构造的关系研究便应运而生。它将砂岩碎屑组分的物源意义与一定板块构造背景下的沉积盆地类型紧密地联系在一起，并将砂岩成因的大地构造属性分析拓展到与全球构造相对应的更为广阔的应用领域。由于是建立在岩石薄片的微观鉴别和进行样品点的统计学基础上的模型分析，而研究对象为宏观的大地构造分区及较大尺度的物源区，因此有人将这种研究方法喻为大地构造的“指纹”分析法则。,自80年代中期，Dickinson，Crook及valloni等人根据已知构造背景的现代和古代砂岩样品的统计分析，各自制定出了较为系统的碎屑组分-物源区-板块构造三位一体的分类方
15、案。提出了专用于砂岩构造背景分析的“碎屑模型”和“颗粒指数”概念。目前，Dickinson的碎屑模型的板块构造物源区的研究，已成为应用最广的方案之一。他的物源区类型划分考虑了不同板块构造基本单元的特点，三个一级物源区既是砂岩碎屑最常出现的场所，又与活动差异明显的各种板块构造沉积盆地相对应。7个次级物源区类型及其碎屑模型是基本物源区特征的具体表述，也是进行板块构造物源区判别的主要依据。,碎屑岩中的碎屑组分和结构特征能直接反映物源区和沉积盆地的构造环境。通过对选定层位砂岩样品中的石英、长石、岩屑含量进行统计，用Dickinson（1985）碎屑骨架三角图进行投值。根据点的分布情况，确定物源类型。可
16、以有QLF主图解和三个辅助图解，从QFL图中可区分陆块、岩浆弧和再旋回造山带三个基本物源区。对再旋回造山带而言，若单晶石英的含量高，则沉积物可能主要来自变形的、成熟的地台沉积物，它们是典型的前陆盆地沉积物；若多晶石英的含量高，则表明缝合带本身为主要物源区；若含丰富的燧石和泥质岩碎屑，则说明物源区可能为俯冲杂岩体和蛇绿岩。在QmFLt、QpLvLs和QmPK辅助图上，可将物源进一步精确确定出来。,碎屑岩类法,（据张希民等，1995，新疆地质）,（据张希民等，1995，新疆地质）,不同类型的盆地，具有不同的沉积一构造环境及其相应的砂岩化学成分特征(表1)。一般来说，碎屑岩的化学成分是矿物成分的反映
17、，并且与其成熟度有关，因此碎屑岩的主要成分常可作为成因分类和构造环境分析的标志。M.R.Bhatia(1983)用判别分析法对砂岩化学成分同构造背景的关系进行了分析，也给出了砂岩氧化物构造背景数据。,应注意的问题,（1）混合物源区的情况，判别图仅说明了沉积物通过直接和短途搬运进入邻近盆地而形成砂岩相的物源区地块性质。对于多物源情况，应用时应慎重。如碰撞带和活动大陆边缘，各种各样的构造单元可能并列在一起，并且一起抬升遭受剥蚀；同时，流经性质极不相同构造单元的大水系也会形成混合物源区的岩相。（2）次生作用影响，分化、搬运和成岩作用不可避免的要破坏不稳定碎屑颗粒；气候的分化作用是通过控制成土作用来影
18、响砂岩成分的，进而影响物源区的解释。（3）统计方法的影响，必须用特定方法（Gazzi-Dickinson的点计法）、选择成岩作用弱的样品，统计碎屑含量，才能有合理的结论。,碎屑岩类法,2.砾岩 砾岩中的砾石成分变化是确定物源的直接证据，利用砾石中不同成分的含量、粒径大小及所占百分比等统计资料，能区分源岩的主要岩性、搬运距离。粒序层、砾石的分选、磨圆、砾岩体的形态等都可作为有用的参考。,碎屑岩类法,根据砂岩中石英颗粒的类型，作菱形图，区分深城、中高级变质的、低级变质的三类物源区；长石的化学成分、光学特征、石英中、石英含量变化、石英构造缺陷、矿物包体等表性特征都可用来分析物源特点。,石英 由于石英
19、颗粒化学性质稳定，抗风化能力很强，既抗磨又难分解，因此石英具有很大的研究价值。不同来源的石英往往特点不同。观察石英中所含包裹体及波状消光现象，结合颗粒大小及颗粒形状等特征，有助于判断石英的来源：1)来自深成中酸性侵入岩、岩浆岩的石英 来自深成中酸性侵入岩、岩浆岩中的石英包裹体是电气石、磷灰石和锆石气液包裹体；来自中酸性深成岩的石英，常含有细小的液体、气体包裹体，或含锆石、磷灰石、电气石、独居石等岩浆岩副矿物包裹体。矿物包裹体颗粒细小，自形程度高，排列无一定方位；尘状气液包裹体使石英颗粒呈云雾状；在深成岩中，特别是在时代较老的岩石中，石英因受变形作用，常表现为明显的波状消光，只有火山岩中的石英才
20、不具波状消光。2)来自变质岩的石英 片麻岩和片岩风化崩解后，会产生大量的单晶及多晶石英。一般这些变质岩中分离出来的单晶石英较之来自深成岩的单晶石英颗粒细小，其平均大小分别是22.5和1左右。变质石英表面常见裂纹，不含液体和气体包裹体，却可见有特征的电气石、硅线石、蓝晶石等变质矿物的针状、长柱状包裹体。大多数的石英晶粒都具有波状消光。来源于区域变质岩及动力变质岩的石英常见明显的带状消光。正交偏光镜下观察，颗粒象碎裂成几个条带状的亚颗粒，各亚颗粒的消光位不同。这是由于石英受应力作用后，其光轴方向发生形变引起的。来自接触变质岩的石英可具有云状的波状消光。在正交偏光镜下可见石英象分成几个外形极不规则的
21、颗粒，粒间界线曲折，轮廓不清楚，消光极不一致。3)来自喷出岩及热液岩石的石英 火山喷出岩中的石英为-石英(高温)。岩石冷却至573以下高温石英不稳定，会转变为-石英(低温)。这种-石英仍保留着-石英的六方晶系外形。因此，具有-石英外形的碎屑石英颗粒是来源于喷出岩的证据。另外颗粒具有破裂纹、湾状熔蚀边缘等也都是喷出岩石英的特征。喷出岩石英多为单晶，不具波状消光，不含包裹体，表面光洁如水；来自热液脉的石英常含很多水、包裹体，有时含有电气石、金红石等矿物包裹体或绿色蠕虫状绿泥石包裹体，可显微弱波状消光。,4)再旋回石英 来自石英砂岩的再旋回石英具有自生加大边，可以是单晶石英，也见有多晶石英，呈浑圆状
22、或带状。另外，在碎屑颗粒中所见圆化程度很高的石英颗粒，也是再旋回或多旋回的产物。再旋回石英主要见于古老的高成熟度的滩坝相石英砂岩中，有时也见于陆相中新生代砂岩中。由于多晶石英的晶间界线相对比较软弱，按热力学特点看，波状消光石英的稳定性又较差，因此它们在再旋回作用中将陆续被淘汰。最终，再旋回石英应是单晶的非波状消光石英。5）多晶石英 镜下见到的大量多晶石英，也是反映母岩类型的一种重要标志。多晶石英指的是颗粒为多个石英晶体的集合体，不同类型的母岩崩解后会产生特征明显不同的多晶石英：源于花岗岩的多晶石英颗粒，其晶粒间多呈缝合状接触，各晶粒大小相似，形状近等轴状，无定向排列；片麻岩和片岩崩解后会产生的
23、大量多晶石英中，各晶粒间普遍表现为缝合接触，且缝合线弯曲复杂。多晶石英晶体多为扁平伸长状，各晶粒伸长方向相互平行。多晶石英颗粒内的石英晶体大小常为双粒度型，即石英晶粒的粒度分布频率曲线为双峰态，这反映了形成变质岩的重结晶作用不是一次完成的，其中较小的晶体发育较晚。变质石英岩岩屑实际上是变质成因的多晶石英碎屑，因此它的特征与上述多晶石英相似，但晶粒定向不明显，常为花岗变晶结构。各石英晶粒外形极不规则，彼此镶嵌接触。石英多显波状消光或带状消光。脉石英岩屑也为多晶石英颗粒，不规则的石英晶粒呈镶嵌状和梳状，为镶嵌型波状消光。,阴极发光,石英阴极发光主要为棕色棕褐色，碱性长石发亮蓝色光，斜长石发暗蓝色光
24、，反映源区主要来自于高级变质岩源区，与北部大青山古老的高级变质岩有很好的一致性。,（三）裂变径迹法,1.原理：裂变径迹法分析物源区是利用磷灰石、锆石中所含的微量铀杂质裂变时在晶格中产生的辐射损伤，经一系列化学处理后，形成径迹，通过观测径迹的密度、长度等分布，并对其加以统计分析，从中提供与物源区的年龄及构造演化有关的信息。磷灰石裂变径迹退火带温度范围约60-130，与生油窗口温度带基本一致，故在油气研究中应用广泛。浅部地层中的磷灰石没有受到退火的影响，其裂变径迹的年龄及长度均可代表物源特征。但也常用锆石来判定，因其退火温度较高（160-250），不易受退火的影响。若沉积后样品未经完全退火，则其单
25、颗粒年龄还有可能是各物源区母岩组分的混合。,Galbraith提出了用2检验来判定颗粒年龄是否服从泊松分布，即是否属于同一组分（颗粒是否属于同一组分)。如果样品的年龄未能通过2检验即P(2)5%，则表明数据质量较差，则矿物颗粒来自不同的物源区）。也可用放射图来判定裂变径迹年龄是否由多个组分构成。结合年龄组分频率直方图更能准确的区分混合物源的年龄及所占比例。,裂变径迹法,2.方 法,3.存在问题,该方法的不足之处为：（1）沉积物的热演化史可能使径迹部分或全部退火，从而调整了径迹的的年龄，使其不代表物源年龄。磷灰石的径迹退火温度较低，不宜作物源区的区分。（2）不适当的刻蚀和统计、无法统计蜕晶质高铀
26、锆石等也会引起偏差，应加以注意。,裂变径迹法,（四）沉 积 法,根据盆地钻井、测井、地震等资料，经过详细的地层对比与划分，作出某时期的地层等厚图、沉积相展布图等相关图件，可推断出物源区的相对位置，结合岩性、成分、沉积体形态、粒度、沉积构造（波痕、交错层等）、古流向及植物微体化石等资料，使物源区更具可靠性。,古流向分析,T,J1,J2-3,吐-哈盆地具有复杂的沉积搬运体系。在盆地南侧,沉积物搬运方向总是由南向北,表明觉罗塔格山是盆地的主要物源区;而在盆地北侧,博格达山自晚侏罗世开始隆起,构成盆地的另一新的物源区,沉积物搬运方向由北向南。在白垩及第三纪,博格达山成为盆地的主要物源区。,沉积法,（五
27、）地球化学法,Mclennan（1993）分析总结了地球化学和同位素方法在限制沉积物源方面的应用，其优点是既可以应用到富含基质的砂岩和页岩中，又可以确定物源的年龄和地球化学历史。1.全岩化学组分和钕同位素组成 分析了五中物源类型：古老大陆上地壳、再循环沉积岩、年轻的未分异弧、年轻的分异弧和各种外来组分的特征。其中，最重要的是Nd同位素组成（反映平均物源年龄），Eu异常（反映地壳内部岩浆分异作用），大离子亲石元素的富集（即LILE，反映物源组分），碱土元素亏损（反映重矿物富集），Zr和Hf富集（反映重矿物富集）和Cr富集（反映超镁铁物源）。,（据Mclennan，1993）,地球化学法,2.Ta
28、ylor等用REE、Th、Sc和高场强元素来确定源岩，其中相容元素和不相容元素的比值可用来区分长英质和镁铁质组分。稀土模式可用来指示物源:LREE/HREE比值低，无Eu异常，则物源可能为基性岩石；LREE/HREE比值高，有Eu异常，则物源多为硅质岩。La-Th-Sc、Th-Co-Zr/10、Th-Sc-Zr/10和La/Yi-Sc/Cr等图解可用来判断物源区所出的构造环境，即大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘环境。,地球化学法,3.主元素用来判定物源 Bhatia（1983）、Roser（1988）提出了用泥质、砂泥质岩石的主要元素地化特征来判别物源类型，用K2O、Na2O、S
29、iO2、CaO、Al2O3、Fe2O3、MgO等的判别图来区别被动大陆边缘、活动大陆边缘和大洋岛弧、大陆岛弧物源区。该方法可作为微量元素法的补充。,地球化学法,4.同位素方法 用岩石中同位素测年及其间的相互关系图来判定物源类型和年龄，是一种更为精确的年代学物源判定方法。目前,发展最为迅速的是单颗粒矿物测年在物源研究中的应用,因为它可以限定物源区岩石形成的事件年龄,从而极大地提高了利用重矿物分析物源的可靠性。现在使用较多的为稳定的锆石和独居石,它们的年龄可用U-Pb法、Pb-Pb法,Sm-Nd法等传统的方法测试,如Gray等利用碎屑岩中砾石的U-Pb年龄研究了Appalachian前陆盆地的物质
30、来源。如果结合源区的变质年龄和冷却年龄,如白云母的Ar-Ar年龄、磷灰石和锆石的裂变径迹年龄,还可以揭示源区的演化史。,地球化学法,常用的方法为U-Pb、Sm-Nd、Ar、K-Ar、Rb-Sr法等，它们对物源区的构造背景、性质及其多样性都可反映出来。,锆石U一Pb年龄谱,同一时期来源于不同山脉的岩石或同一山脉不同岩石类型(如花岗岩、古老变质岩)的碎屑组分沉积于沉积盆地某一层位后，该层位岩石样品中的错石颗粒即包含了不同源区物源性质与特征的诸多信息，该层位沉积物中颗粒锆石U-Pb年龄频谱中必然存在多个频率峰值，每一个峰值代表了不同性质的源区特征。因此选择沉积盆地内控制性层位的样品，分选出锆石颗粒，
31、进行单颗粒锆石U-Pb年龄测定，获取盆地沉积物的 U-Pb年龄谱系，可以了解某一沉积时期沉积物源区的多样性，及盆地不同沉积时期物源性质的变化特征，又由于源岩风化搬运至毗岭盆地沉积的时间间隔很短(约1 Ma)，因此可推算出锆石自U-Pb体系封闭至出露地表、遭受剥蚀的时间。,地球化学法,要求：能从某一层位上的某一沉积岩样品中分选出足量的锆石颗粒，一般要求每个样品30一50颗；同时必须对盆地周缘造山带山脉的主要岩石类型、基底性质及年代学格架等有较全面的理解。,地球化学法,5.实例分析,辽西南票矿区位于华北板块北缘，上石炭统本溪组、太原组，下二叠统山西组、下石盒子组总厚240。通过对该区苇子沟剖面进行
32、了系统的岩矿鉴定、衍射及电镜测试，共查明12个火山沉积序列，其主要岩性为凝灰熔岩、熔结凝灰岩、凝灰岩、沉凝灰岩、凝灰质沉积岩等。区域背景 地质勘探资料表明，华北板块内部至今尚未发现同期火山喷发的确切的报导，而本区以北的兴蒙槽区，东乌旗、阿巴嘎旗、苏左(右)旗、赤峰北、正镶白旗、镶黄旗等地，同期火山活动却十分频繁，堆积厚度往往可达400010000以上,岩性主要为安山岩、英安岩及流纹岩等中酸性火山岩及火山碎屑岩，它们可能会为华北板块同期沉积层中提供足够的火山碎屑物质。,地球化学法,岩石化学特征及其对比,Al-(+Ti)-Mg图解(据Jensen,1976),中酸性火山岩,地球化学法,lg-lg图
33、解(Rittmann,1970)(板内稳定构造区,岛弧及活动陆缘区,碱性岩区)=(Al2O3-Na2O)/TiO2,=(K2O+Na2O)2/(SiO2-43),地球化学法,SiO2与碱度(AR)关系图(J.B.Wright,1969)(AR=Al2O3+CaO+K2O+Na2O/Al2O3+CaO-K2O-Na2O),AR,地球化学特征及其对比,火山碎屑及火山岩样品REE配分模式轻稀土富集型，曲线左高右低，部分样品具Eu、Ce负异常,与世界各地岛弧或活动陆缘型钙碱性火山岩稀土配分曲线相似,地球化学法,火山碎屑及火山岩主要微量元素比值蛛网图Rb/Y1,为强不相容元素富集型,其中除Zr有所波动外
34、,Nb、Sr、P、Ti多为负异常,与Sivell等人1988年对新西兰岛弧型英安岩、流纹岩比值蛛网图十分相似。,地球化学法,不同构造环境的Hf-Th-Ta判别图(据Wood,1979):-MORB;:-MORB;:板内碱性玄武岩及分异产物;:岛弧拉斑玄武岩及分异产物,地球化学法,Rb-(Y+Nb)图解(据Pearce,1984)Suy-Coll 同碰撞火山岩,WP 板内火山岩,OR 洋中脊火山岩,VA 火山弧,上述岩石化学、地球化学资料的研究和对比令人信服地证明，本区上石炭统下二叠统火山碎屑成分确系来源于兴蒙海槽海西期大规模中酸性、钙碱性岛弧型火山喷发。,各种构造位置杂砂岩的球粒陨石标准化曲线
35、和晚太古代澳大利亚页岩（PASS）标准化曲线（Bhatia,1985）,泥岩的源岩判别图解（Allegre,et al.,1978;Bhatia,1985）。a-不同类型的La/Yb图；b-不同成因方解石的La/Ca-La/Yb图解,三、注意问题,1.构造抬升 构造运动对物源位置、物质成分及结构、搬运路径、甚至最终的沉积位置等方面的影响重大，不容忽视。构造运动的持续性、间歇性控制着物源的相对位置，不同时期构造运动的强弱、同一时期不同位置构造运动的强弱、表现形式的差异动会在盆地内沉积体中表现出来（如粒度、成分、层序结构、厚度等），故在物源分析时，必须时刻考虑构造背景、构造运动的特点，其结论必须有
36、构造特征、构造作用时代等方面的紧密支持。如造山带物源区与盆地直接接触时，在对盆地边缘冲积扇体地层层序分析中，应注意这些扇体的生长受源区的构造作用和盆地边缘的沉降作用共同控制。随着物源区不断向盆地的推进，剥蚀区也在变化，结果形成了地层的正向和逆向削顶层序，即砾石层序的多次的倒转，它是渐进的物源区抬升作用的标志。,2.剥蚀作用 沉积物在由物源区进入沉积位置之前都要经历一定距离的搬运过程，在该过程中，剥蚀作用占重要地位。剥蚀过程会使源区易分化物质较多随水流发生运移，耐分化物质较少遭受改变，在低部位又可能有不同源区的外来组分的加入，致使最终沉积颗粒的成分与源区存在一定的差异。在应用岩石学、地球化学方法
37、判定物源时，应对现今沉积物能在多大程度上代表源区成分，这一问题加以考虑，这也是物源分析中期待解决的一大难题。化学变异指数提供了一种定量化规化硅酸盐矿物分化度的方法，是对该问题的有益探索。,利用元素地球化学来判断源区时，要考虑碎屑沉积作用、沉积环境对化学元素配分的制约。沉积岩的化学组成在某种程度上示踪源区地壳的组成，但由于元素在水体和沉积岩间的配分行为不同，使得沉积岩中某些元素的含量不能很好地指示物源区的陆壳组成。同源区粒度不同的沉积岩其化学成分相差较大，一般认为，用粗粒沉积岩指示源区是不可靠的，细粒碎屑沉积岩则最能反映源区陆壳的平均组成。沉积过程中的粒度分选作用使得某些沉积岩极大地改变了沉积物
38、中有关源区组成的记录，查明碎屑沉积物在水流分选作用过程中化学元素的变化规律（含量变化及配分形式），选择合适的沉积岩用以准确地判别源区的性质是十分必要的。,谢 谢！,（1）石英是碎屑岩中分布最广泛的一种碎屑矿物，主要出现在砂岩及粉砂岩中。由于石英颗粒化学性质稳定，抗风化能力很强，既抗磨又难分解，因此石英具有很大的研究价值。不同来源的石英往往特点不同。观察石英中所含包裹体及波状消光现象，结合颗粒大小及颗粒形状等特征，有助于判断石英的来源：1)来自深成中酸性侵入岩、岩浆岩的石英 观察表明，来自深成中酸性侵入岩、岩浆岩中的石英包裹体是电气石、磷灰石和锆石气液包裹体；来自中酸性深成岩的石英，常含有细小的
39、液体、气体包裹体，或含锆石、磷灰石、电气石、独居石等岩浆岩副矿物包裹体。矿物包裹体颗粒细小，自形程度高，排列无一定方位；尘状气液包裹体使石英颗粒呈云雾状；在深成岩中，特别是在时代较老的岩石中，石英因受变形作用，常表现为明显的波状消光，只有火山岩中的石英才不具波状消光。2)来自变质岩的石英 片麻岩和片岩风化崩解后，会产生大量的单晶及多晶石英。一般这些变质岩中分离出来的单晶石英较之来自深成岩的单晶石英颗粒细小，其平均大小分别是22.5和1左右。变质石英表面常见裂纹，不含液体和气体包裹体，却可见有特征的电气石、硅线石、蓝晶石等变质矿物的针状、长柱状包裹体。大多数的石英晶粒都具有波状消光。来源于区域变
40、质岩及动力变质岩的石英常见明显的带状消光。正交偏光镜下观察，颗粒象碎裂成几个条带状的亚颗粒，各亚颗粒的消光位不同。这是由于石英受应力作用后，其光轴方向发生形变引起的。来自接触变质岩的石英可具有云状的波状消光。在正交偏光镜下可见石英象分成几个外形极不规则的颗粒，粒间界线曲折，轮廓不清楚，消光极不一致。3)来自喷出岩及热液岩石的石英 火山喷出岩中的石英为-石英(高温)。岩石冷却至573以下高温石英不稳定，会转变为-石英(低温)。这种-石英仍保留着-石英的六方晶系外形。因此，具有-石英外形的碎屑石英颗粒是来源于喷出岩的证据。另外颗粒具有破裂纹、湾状熔蚀边缘等也都是喷出岩石英的特征。喷出岩石英多为单晶
41、，不具波状消光，不含包裹体，表面光洁如水；来自热液脉的石英常含很多水、包裹体，有时含有电气石、金红石等矿物包裹体或绿色蠕虫状绿泥石包裹体，可显微弱波状消光。4)再旋回石英 来自石英砂岩的再旋回石英具有自生加大边，可以是单晶石英，也见有多晶石英，呈浑圆状或带状。另外，在碎屑颗粒中所见圆化程度很高的石英颗粒，也是再旋回或多旋回的产物。再旋回石英主要见于古老的高成熟度的滩坝相石英砂岩中，有时也见于陆相中新生代砂岩中。由于多晶石英的晶间界线相对比较软弱，按热力学特点看，波状消光石英的稳定性又较差，因此它们在再旋回作用中将陆续被淘汰。最终，再旋回石英应是单晶的非波状消光石英。5）多晶石英 镜下见到的大量
42、多晶石英，也是反映母岩类型的一种重要标志。多晶石英指的是颗粒为多个石英晶体的集合体，不同类型的母岩崩解后会产生特征明显不同的多晶石英：源于花岗岩的多晶石英颗粒，其晶粒间多呈缝合状接触，各晶粒大小相似，形状近等轴状，无定向排列；片麻岩和片岩崩解后会产生的大量多晶石英中，各晶粒间普遍表现为缝合接触，且缝合线弯曲复杂。多晶石英晶体多为扁平伸长状，各晶粒伸长方向相互平行。多晶石英颗粒内的石英晶体大小常为双粒度型，即石英晶粒的粒度分布频率曲线为双峰态，这反映了形成变质岩的重结晶作用不是一次完成的，其中较小的晶体发育较晚。变质石英岩岩屑实际上是变质成因的多晶石英碎屑，因此它的特征与上述多晶石英相似，但晶粒
43、定向不明显，常为花岗变晶结构。各石英晶粒外形极不规则，彼此镶嵌接触。石英多显波状消光或带状消光。脉石英岩屑也为多晶石英颗粒，不规则的石英晶粒呈镶嵌状和梳状，为镶嵌型波状消光。,（2）长石 长石主要来源于花岗岩和花岗片麻岩。地壳运动比较剧烈、地形高差大、气候干燥、物理风化作用为主、搬运距离近以及堆积迅速等条件，是长石出现的有利因素。一般情况下常见碎屑长石颗粒类型有：（1）自形高岭石化正长石；（2）来自花岗片麻岩的微斜长石；（3）双晶纹很细的中酸性斜长石；（4）云母化长石；（5）再旋回微斜长石；（6）再旋回斜长石；（7）中性斜长石；（8）宽双晶纹变质岩斜长石。各种长石中，钾（正）长石最稳定，钠长石
44、较不稳定，钙长石最不稳定。所以在碎屑岩中钾长石多于斜长石，在钾长石中正长石略多于微斜长石，在斜长石中钠长石远远超过钙长石。微斜长石广泛分布于深成岩浆岩及深变质岩中，却从不出现在火山岩中；透长石只生成于高温接触变质岩及火山岩中；再旋回长石的特征是微斜长石、正长石或斜长石具有自生加大边。这种碎屑的自生加大边可较混浊或较干净，与原长石碎屑的光性方位常有差别，故多不同时消光。这是由内外两部分成分上的差异引起的。酸性火山岩的长石，可能是透长石；酸性深成岩中的长石则是正长石或微斜长石。条纹长石标志着冷却缓慢，因此也是深成岩的特征。火成碎屑成因的长石倾向于呈自形晶体，一般已破碎，有时有火山玻璃质的薄包壳，而深成的长石却呈他形晶。由此可见，在碎屑岩研究中，长石也是重要的物源标志。,（据何政伟，王成善等，1996，西藏日喀则地区恰布林组物源分析）,沉积法,阴极发光,
